DSC06397

Geneza i geologia oceanów 107

Epoki

magnetyczne

Rdzenie

tempo

sedymentacji mm/tys. lat

4,4

4,0

2,8

2,3

2,2

1,5

0,7

0,6 i

Numery przy krzywych oznaczają numery analizowanych rdzeni osadów

Rys. 4.43. Krzywe tempa sedymentacji osadów pelagicz-nych w basenie północno-wschodnim Pacyfiku, na podstawie danych paleomagnetycznych Źródło: Kotliriski, 1993, na podstawie rdzeni osadów IOM.

Składniki litogeniczne pochodzenia egzogeni-cznego transportowane są do regionów abisalnych w postaci cząstek koloidalnych i w fazie rozpuszczonej. Stanowią one około 90% ogólnej masy materiału transportowanego do oceanów; 21,7 min ton rocznie [Iwanow, 1990]. Cząstki koloidalne stanowią zarówno minerały ilaste pochodzące z wietrzenia skał na lądzie, jak też cząstki amorficznych wodorotlenków żelaza, manganu i glinu, oraz substancji organicznej. W czasie transportu i sedymentacji podlegają one różnorodnym procesom w wyniku współobecności i współoddziaływania substancji organicznej. Mechanizmy sedymentacji oraz własności i przemiany hydrofobowych koloidów ilastych zostały szeroko omówione przez Gorlicha [Gradziński i in., 1986]. Należy podkreślić, że obok mechanizmu dalekiego transportu cząstek koloidalnych, ważne znaczenie odgrywa również transport eoliczny. Niejednorodny rozkład przestrzenny zawiesiny uwarunkowany jest hydrodynamiką i strukturą gęsto-ściową wód oceanicznych. Wyniki ostatnich badań wskazują, że do prowincji pelagicznej przemieszczane są zasadniczo fazy rozpuszczone, których przejście do osadów uwarunkowane jest produktywnością biologiczną, tj. intensywnością procesów biogenicznych w warstwie fotycznej wód. Swoistą cechą osadów pe-lagicznych jest niskie tempo akumulacji składników (rys. 4.43). Wiąże się z nim relatywnie dłuższy czas kontaktu autigeni-cznych ziam mineralnych z silnie nasyconymi tlenem wodami przydennymi. Tworzą się przy tym charakterystyczne dla tego środowiska minerały, takie jak: zeolity (fi-lipsyt, klinoptilolit) oraz baryt i miesza-nopakietowe minerały grupy montmorillo-nitu.

Głównym źródłem węglanów w osadach są szkielety planktonicznych otwomic, pte-ropodów i kokkolitów (nanoplanktonu). Jak już wspomniano, ilość skorupek wapiennych deponowanych na dnie zależy od warunków sedymentacyjnych, determinowanych głębokością kompensacji węglanu wapnia. Otwomice i kokkolity są źródłem niskomagnezowego kalcytu, natomiast szkielety Pteropoda źródłem aragonitu. Rozmieszczenie i zasięg występowania mułów wapiennych związany jest ze zdefiniowaną w 1961 r. przez Bramletta tzw. głębokością kompensacji węglanu wapnia (Carbonate Compensation Depth - CCD), tj. głębokością, na której ilość dostarczanych do osadów bioklastów wapiennych jest równoważona przez tempo ich rozpuszczania. Głębokość kompensacji zależy od ilości i odporności skorupek wapiennych na rozpuszczanie, tempa ich akumulacji, czasu pozostawania skorupek na powierzchni osadu, na granicy woda-osad, oraz chemizmu i temperatury wód. Odporność na rozpuszczanie zależy od postaci mineralnej węglanu wapnia, gdyż szybciej ulegają rozpuszczaniu skorupki aragonitowe niż większe i masywne szkielety kalcytowe. Proces rozpuszczania wzrasta z głębokością, gdyż wody powierzchniowe są nasycone w stosunku do CaC0₃ i rozpuszczanie wzmaga się na pewnej głębokości. Wyraźną granicę zmiany stopnia nienasycenia stanowi poziom zwany lizokliną. Zgodnie z chemicznym modelem kinetycznym M.N.A. Petersona [Seibold, Berger, 1993], powyżej lizokliny tempo depozycji węglanu wapnia jest wyższe niż rozpuszczanie uwarunkowane właściwościami toni wodnej. Na poziomie lizokliny tempo rozpuszczania jest równoważone przez depozycję, co wyraża się zmniejszeniem akumulacji w osadach węglanu wapnia, ściślej kalcytu. Gdy tempo rozpuszczania jest równe depozycji, głębokość kompensacyjna pokrywa się z poziomem lizokliny. Intensywność rozpusz-